بررسی نوسانات سطح نسبی آب دریا طی نهشته‌شدن سازند گورپی برمبنای داده‌های پالینولوژیکی در غرب دهلران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناسی ارشد گروه زمین‌شناسی، دانشکدة علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدة علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران

10.22108/jssr.2020.120553.1132

چکیده

به‌منظور بررسی محیط رسوبی سازند گورپی در برش بیشه‌دراز در جنوب استان ایلام از عوامل مختلفی ازجمله تنوع و فراوانی داینوسیست‌ها، نسبت داینوسیست‌های پریدینوئید به گونیالاکوئید (P/G)، مطالعات پالینوفاسیسی و فاکتورهای حفاظت از مواد آلی استفاده شد. از ابتدای سازند گورپی به سن کمپانین تا لایه‌های شیلی قسمت فوقانی بخش آهکی سیمره (لوفا) شامل دوکفه‌ای‌های ریز و خرده‌های خشکی، شرایط پس‌رونده را شاهد هستیم. بخش آهکی سیمره خرده‌های ماکروفسیلی در زمینه‌ای از رسوبات تخریبی سست و در جهات مختلف به‌صورت خردشده و در لایة مارنی به‌هم‌خورده دارد که احتمالاً این عضو آهکی نابرجا بوده و روی سطح بالاآمدگی حوضه نهشته شده است. افزایش سطح نسبی آب در ابتدای ماستریشتین باعث ایجاد شرایط پایدار برای حفظ‌شدگی مواد ارگانیکی می‌شود. روی آن عضو آهکی امام حسن با درصد زیادی از مواد آمورف تیره‌رنگ قرار می‌گیرد که نشان‌دهندة محیطی عمیق است. این عضو با مارن‌های انتهای ماستریشتین پوشیده می‌شود. بررسی‌های فسیل‌شناسی، رسوب‌شناسی و مشاهدات صحرایی در این پژوهش، وقفه‌ای رسوبی را در گذر از مرز کرتاسه– پالئوژن در این برش نشان می‌دهد. پس از مرز برمبنای شواهد لیتولوژیکی و پالینولوژیکی تا شیل‌های ارغوانی‌رنگ سازند پابده، پیشروی و بالاآمدگی سطح آب دیده می‌شود. انطباق نسبتاً خوب منحنی تغییرات سطح آب با منحنی‌های تغییرات جهانی سطح آب حاکی از تأثیرپذیری زیاد این نهشته‌ها از تغییرات ائوستازی است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Study of water-level fluctuations throughout the deposition of the Gurpi Formation based on palynological data in the west of Dehrolan, south of Ilam

نویسندگان [English]

  • Mahsa Amiri 1
  • Elahe Zarei 2
1 University, Damghan, Iran
2 Damghan University, Damghan, Iran
چکیده [English]

Abstract
To analyze the sedimentary palaeoenvironment of the Gurpi Formation in Bisheh–Deraz section in south of Ilam, various factors including diversity and abundance of dinocysts, a ratio of Peridinioid to Gonyaulacoid (P/G) dinoflagellate cysts, palynofacies parameters and "selective preservation of organic matter" have been used. In lower parts of the Gurpi Formation of Campanian age is very argillaceous and then shallows up in the upper part of Lopha Limestone that contains the small size of bivalve shell debris. This is followed by a stagnant condition due to sea-level rise that favored the preservation of organic matter in early Maastrichtian. The Emam-Hassan Limestone with high percentages of non-fluorescent amorphous organic matter represents a basin environment. The Latter member is overlain by the marls of Late Maastrichtian. Microbiostratigraphy, sedimentology, and palynofacies observation indicate sea-level fall and a 3.5 Ma hiatus at the K/P boundary. This is followed by deepening and the deposition of the basal purple shale of the Pabdeh Formation. The relative sea-level changes curve drawn based on palynomorphs in this study is well in accord with the existing eustasy curves that indicate the great effect of eustasy factor relative to other factors.
Key Words: Sea level change, Palynology, Gurpi Formation, South of Ilam, Zagros
 



Introduction
The reconstruction of water depth is an important factor to explain the palaeoecology/palaeoenvironment. Qualitative and Quantitative palynological analysis provides a high-resolution database for biostratigraphy and determines the main palaeoenvironment parameters, these parameters include diversity and abundance of dinocysts, a ratio of Peridinioid to Gonyaulacoid (P/G) dinoflagellate cysts, palynofacies parameters and "selective the preservation of organic matter" factors. The Gurpi Formation in Bisheh–Deraz section in south of Ilam with a thickness of 201 meters consisting of an alternation of blueish-gray shales and marls, with two main members of Seymareh (Lopha) and Emam-Hassan limestones. The lower boundary with the Ilam Formation is continuous and without any erosion and its upper boundary with the Pabdeh Formation is gradual. The Bisheh–Deraz section, with grid coordinates of N 32° 49´ 52˝ and E 46° 59´ 01˝, is located in the southwest flank of Anaran Anticline in the west of Dehloran.  The main aim of this paper is the study of palynofacies analysis and paleontological data (foraminifera and index dinocyst) to elucidate sedimentary environments and sea-level changes of the Gurpi Formation.
 
Material & Methods
The present study is based on seventy-four samples that were collected from the Gurpi Formation. The samples were processed by standard (HCl-HF) palynological preparation technique, without oxidation or ultrasonic treatments. The palynological residue was sieved through 20 μm nylon sieves. Three to five permanent slides were prepared using glycerin jelly as a mounting medium. The palynofacies analysis is based on the percentage frequency of different POM constituents categorized by Tyson (1995).
 
Discussion of Results & Conclusions    
 The changes in the palynofacies composition in the Bishederaz section and the AOM-palynomorph-phytoclast (APP) ternary plot reveal seven (II, IV, IX, V, VI, VII, VIII) palynofacies types in the Gurpi Formation.
The percentage of each palynomaceral component is derived from the total POM frequencies. However, abundance (the number of all dinocyst taxa counted from two slides) and a simple diversity index (the number of species of dinocyst counted from two slides) and the ratio of Peridinioid to Gonyaulacoid (P/G) dinoflagellate cysts, were obtained from the total dinoflagellate cysts frequencies. The difference in the organic matter found in these regressive and transgressive offshore marine sediments have been documented and assessed within a sea-level change.
The lower part of the Gurpi Formation of middle Campanian age is very argillaceous and is characterized by an abundance of fluorescence AOM and marine palynomorphs. The minimal size of the black equant phytoclasts and dinoflagellate cyst show that this interval was deposited in a quiet water environment under anoxic conditions in a pelagic environment.  This formation shallows upward to boundstones of the Lopha Member in uppermost Campanian with very low amounts of organic matter. The Lopha Limestone consists of macrofossil assemblages (bivalves, oysters (Exogyra type) and echinoids) in different directions and recessive, bioturbated marly layers with scattered large Lopha in life position showing that this member was probably reworked and deposited on the foreland bulge depocenter.
 This is followed by an abrupt deepening and the deposition of pelagic marl. The high contents of transparent AOM, as well as the presence of pyrite and phosphates in these layers, suggest a dysoxic to the anoxic condition due to sea-level rise that favored accumulation and preservation of organic matter in early Maastrichtian. The Emam-Hassan Limestone represents a more pelagic fauna in a carbonate-rich deepwater setting. The high percentages of non-fluorescent AOM and black phytoclast indicate oxic conditions that were unsuitable for the preservation of marine organic matter. This member is overlain by the marls of Late Maastrichtian. Microbiostratigraphy, sedimentology, and palynofacies observation indicate sea-level fall and a hiatus at the K/P boundary. This is followed by deepening and the deposition of the purple shale of the base of the Pabdeh Formation. This interpretation is supported by sedimentological observation.  The Gurpi Formation is entirely influenced by the compressional regime of the foreland basin.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Sea level change
  • Palynology
  • Gurpi Formation
  • South of Ilam
  • Zagros

مقدمه

سازند گورپی در برش بیشه‌دراز از یال جنوبی طاقدیس اناران با مختصات جغرافیایی N 32° 49´ 52˝، E 46° 59´ 01˝ بررسی و نمونه‌برداری شد (شکل ۱). سازند گورپی به ضخامت ۲۰۱ متر در این برش به‌صورت پیوسته و بدون هیچ آثار فرسایشی روی سازند ایلام قرار گرفته و به‌صورت تدریجی به شیل‌های ارغوانی‌رنگ سازند پابده تبدیل می‌شود. لیتولوژی سازند متشکل از شیل آهکی و شیل سیاه‌رنگ با میان‌لایه‌هایی از مارن است و دو عضو آهکی سیمره (لوفا) و امام حسن را دارد (شکل ۲). این سازند به دلیل تنوع و فراوانی میکروارگانیسم‌ها و دربرداشتن مرز کرتاسه– پالئوژن و مستعدبودن برای سنگ‌منشأ همواره توجه بسیاری از زمین‌شناسان را جلب کرده است (Motiei 1994).

تاکنون پژوهش‌های بسیاری دربارة سازند گورپی انجام شده است، اما به دلیل گستردگی جغرافیایی و نیز ضخامت و تنوع فسیلی و لیتولوژیکی بسیار زیاد این سازند، پژوهش‌ها در این زمینه هنوز ناکافی است؛ بر این اساس هدف از پژوهش حاضر، تحلیل محیط رسوبی و بررسی نوسانات سطح آب برمبنای محتوای ارگانیکی در رسوبات این سازند است.

 

 تاریخچة موضوع و پیشینة پژوهش

از میان پژوهش‌های انجام یا منتشرشده دربارة سازند گورپی، بعضی پژوهش‌ها شامل گردآوری گزارش‌های داخلی شرکت نفت و سازمان زمین‌شناسی کشور عموماً پژوهش‌هایی کلی در گسترة حوضة زاگرس هستند؛ از مهم‌ترین آنها، پژوهش‌های جیمز و وایند (James and Wynd 1965) است که پژوهش‌هایی دربارة چینه‌شناسی همة سازندهای موجود در نواحی فارس خارجی، خوزستان، لرستان و سنگ‌شناسی آن مناطق انجام داده‌اند.

همچنین جیمز و وایند (James and Wynd 1965)، نخستین کسانی بودند که سازند گورپی را در تنگة پابده در شمال میدان نفتی لالی ازنظر سنگ‌شناسی و زیست‌چینه‌نگاری بررسی و نام‌گذاری کردند.

قاسمی‌نژاد و همکاران (GhasemiNejad et al. 2006) فرامینیفرها و پالینومورف‌های سازند گورپی را در برشی از کوه شاه‌نشین در غرب شیراز بررسی و محیط نهشته‌شدن سازند گورپی را رمپ بیرونی عنوان کردند.

همتی‌نسب و همکاران (HemmatiNasab et al. 2008) فرامینیفرهای پلانکتونیک و بنتیک سازند گورپی را در برش کاور در جنوب استان ایلام برای تعیین چگونگی تغییرات عمق دیرینه در زمان رسوب‌گذاری سازند گورپی ارزیابی و بیان کردند بیشتر قسمت‌های سازند گورپی در عمق باتیال میانی رسوب‌گذاری کرده و عامل یوستازی نسبت به دیگر عوامل در ایجاد تغییرات عمق سازند گورپی تأثیر زیادی داشته است.

ربانی و همکاران (Rabbani et al. 2010) با بررسی میکروفاسیس و داینوسیست‌های شاخص، محیط نهشته‌شدن سازند گورپی را در برش دره‌شهر در جنوب شرق ایلام، محیط دریای آزاد عنوان کردند.

ابراری و همکاران (Abrari et al. 2012) فرامینیفرهای پلانکتون سازند گورپی را در جنوب باختر فیروزآباد بررسی و سه گروه مورفوتایپ را مشخص کردند که نشان‌دهندة ته‌نشینی سازند گورپی در آب‌های عمیق است. آنها نتیجه گرفتند در زمان سانتونین پسین و کامپانین زیرین، حوضه بیشترین عمق و در زمان مائستریشتین، کمترین عمق را داشته است.

سنماری (Senemari 2013) نانوفسیل‌های آهکی سازند گورپی را در برش موک در جنوب شرق شیراز بررسی کرد. وی با انجام بررسی‌های پالئواکولوژی اظهار داشت سازند گورپی در این برش در عرض‌های جغرافیایی پایین و در قسمت‌های عمیق حوضه نهشته شده، اما عمق حوضه به‌تدریج در زمان ماستریشتین کاهش یافته است.

زارعی و قاسمی‌نژاد (Zarei & GhasemiNejad 2014) با ارزیابی مواد آلی سازند گورپی دو برش فرهادآباد و کاور در ناحیة لرستان دریافتند برش کاور در غرب برش فرهادآباد در محیطی عمیق‌تر و احیایی‌تر رسوب‌گذاری کرده است.

 


 

شکل ۱- موقعیت جغرافیایی برش بررسی‌شده و راه‏های دسترسی به آن

 

شکل۲- نمای کاملی از سازند گورپی در برش بیشه‌دراز؛ دید به سمت شمال غرب

 


روش پژوهش

 به‌منظور انجام این پژوهش، طی عملیات صحرایی و نمونه‌برداری، درمجموع ۸۲ نمونه از سازند گورپی، قسمت بالایی سازند ایلام و قسمت پایینی سازند پابده برداشت شد. نمونه‌ها عمدتاً از قسمت‌های مهم و محل تغییرات لیتولوژی انتخاب و مقاطع پالینولوژیکی به روش استاندارد تراورس (Traverse 2007) آماده‌سازی و سپس مقاطع با میکروسکوپ نوری دارای لنزهای ۱۰ و ۴۰ بررسی شد. در ادامه اجزای مهم اکولوژیکی شمارش و پس از تعیین نسبت درصد آنها، نمودارهای آنها با نرم‌افزارهای Excel، Corel draw و Triplot ترسیم شد.

 

بررسی نوسانات سطح آب در سازند گورپی در برش بیشه‌دراز

برای تفسیر محیط رسوبی دیرینة سازند گورپی در برش بررسی‌شده از مطالعات پالینوفاسیسی (نمودار سه‌گانة تایسون) و فاکتورهای حفاظت از مواد آلی، تنوع و فراوانی داینوسیست‌ها و داینوسیست‌های شاخص محیطی (پریدینوئید به گونیالاکوئید) استفاده شد.

 

پالینوفاسیس

پالینوفاسیس را برای نخستین‌بار کمباز (Combaz 1964) به‌منظور توصیف کیفیت و کمیت ذرات مواد آلی معرفی کرده است. ذرات آلی یا عناصر پالینولوژیکی موجود در اسلایدهای پالینولوژیکی به سه گروه پالینومورف‌های دریایی، پالینومسرال‌ها و مواد آمورف تفکیک و با نرم‌افزار Triplot برای ارائة اطلاعات پالینوفاسیسی روی نمودار مثلثی تایسون (Tyson 1993) پلات شد. درنهایت هفت پالینوفاسیس برای برش بررسی‌شده مشخص شد. پالینوفاسیس‌های II, IV, IX, V, VI, VII, VIII تعیین‌شده، محیط حاشیة حوضه با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن (II: Marginal dysoxic- anoxic basin)، محیط دریایی باز و کم‌عمق (IV: Shelf to basin transition)، محیط دور از ساحل با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن (IX: Distal suboxic- anoxic basin)، محیط دور از ساحل (V: Mud- dominated oxic shelf “distal shelf”)، محیط نزدیک ساحل با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن (VI: Proximal suboxic- anoxic shelf)، محیط دور از ساحل با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن (VII: Distal dysoxic- annoxic shelf) و محیط دور از ساحل با اکسیژن کم (VIII: Distal anoxic shelf) را نشان می‌دهند. پالینوفاسیس نوع VI با ۳۱ درصد، بیشترین مقدار سازند گورپی را تشکیل می‌دهد (شکل ۳، ۴ و ۵).


 

 

شکل 3- پالینوفاسیس و محیط رسوبی نمونه‌های سازند گورپی در برش بیشه‌دراز روی دیاگرام مثلثی تایسون (Tyson 1993)

 

شکل ۴- تصاویر نمونه‌هایی از پالینوفاسیس‌های سازند گورپی در برش بررسی‌شده ( MP: Marine Palynomorph; AOM: Amorphous Organic Matter;P: PalynomaceralA. پالینوفاسیس II مربوط به نمونة ۶ (X100B. پالینوفاسیس IV مربوط به نمونة ۴۴ (X100C. پالینوفاسیس IX مربوط به نمونة ۱۴ (X100D.  پالینوفاسیس V مربوط به نمونة ۴۰ (X100E. پالینوفاسیس VIII مربوط به نمونة ۱۶ (X100F. پالینوفاسیس VI مربوط به نمونة ۵۵ (X100G . پالینوفاسیس VII مربوط به نمونة ۷۴ (X100).

 

 

شکل ۵- نمودار درصد فراوانی پالینوفاسیس‌های تشکیلدهندة سازند گورپی در برش بیشه‌دراز

 


فاکتورهای حفاظت از مواد آلی

فاکتورهای حفاظت از مواد آلی براساس نسبت درصد سه گروه اصلی اجزای پالینولوژیکی (پالینومورف دریایی، مواد آمورف، پالینومسرال) سنجیده می‌شوند. در این پژوهش، پنج فاکتور حفظ‌شدگی از مواد آلی بررسی شده که به شرح زیر است:

 

نسبت پالینومسرال‌های هم‌بعد به پالینومسرال‌های تیغه‌ای‌شکل (EOPP/BOPP)

 الینومسرال‌ها براساس شکل و اندازه به دو دستة هم‌بعد و تیغه‌ای تقسیم می‌شوند. پالینومسرال‌های تیغه‌ای‌شکل به علت شناوری زیاد مسافت زیادی را طی می‌کنند و به همین دلیل در محیط‌های دور از ساحل فراوان هستند (Boulter and Riddick 1986; Van der zwan 1990)؛ (شکل B۷).

 

نسبت پالینومسرال‌های قهوه‌ای به پالینومسرال‌های اپک (BRP/OPP)

نسبت پالینومسرال‌های قهوه‌ای به پالینومسرال‌های اپک به‌منظور تعیین درجة حفظ‌شدگی و تغییرات سطح آب استفاده می‌شود. پالینومسرال‌های قهوه‌ای به گیاهان خشکی وابسته‌اند و محیط نزدیک ساحل را نشان می‌دهند؛ ولی پالینومسرال‌های اپک محیط نیمه‌آرام و نیمه‌اکسیدان دور از ساحل را نشان می‌دهند (Waveren and Visscher 1994; Schiøler et al. 2002)؛ (شکل C۷).

 

نسبت AOM شفاف به AOM تیره (TAOM/OPAOM)

یکی از فاکتورهای تعیین‌کنندة میزان اکسیژن در محیط رسوب‌گذاری، نسبت AOM شفاف به AOM تیره است (Tyson 1993). باکتری‌های بی‌هوازی در محیطی بدون اکسیژن کمی پایین‌تر از سطح رسوب، AOM شفاف را ایجاد و براثر شرایط احیایی مواد آلی را به نیترات و سولفات تجزیه و درنتیجه نیتروژن و سولفات، آب، متان و دی‌اکسید کربن تولید می‌کنند (Tyson 1993; Waveren and Visscher 1994). در شرایط اکسیدان و میزان رسوب‌گذاری کم، باکتری‌های هوازی با اکسیژن موجود در آب مواد آلی را تجزیه می‌کنند و AOM تیره را تشکیل می‌دهند. اگر نسبت AOM شفاف به AOM تیره بیش از یک باشد، شرایط بدون اکسیژن و اگر این نسبت کمتر از یک باشد، شرایط دارای اکسیژن را نشان می‌دهد (Bombardiera and Gorin 2000)؛ (شکل D۷).

 

نسبت AOM شفاف به پالینومورف‌های دریایی و AOM تیره به پالینومورف‌های دریایی (TAOM/MP, OPAOM/MP)

پالینومورف‌های دریایی به‌ویژه داینوفلاژله‌ها در شرایط بدون اکسیژن و میزان رسوب‌گذاری زیاد، بیشترین میزان حفظ‌شدگی را دارند (Zonneveld et al. 1997). اگر سرعت رسوب‌گذاری و میزان اکسیژن محیط کم باشد، پالینومورف‌ها به AOM شفاف تبدیل می‌شوند و اگر سرعت رسوب‌گذاری کم و میزان اکسیژن زیاد باشد، پالینومورف‌ها به AOM تیره تبدیل می‌شوند (Bombardier and Gorin 2000; Tyson 1993)؛ (شکل E۷).

 

نسبت قطعات خشکی به قطعات دریایی (T/M)

قطعات قاره‌ای شامل پالینومسرال‌ها و ذرات پولن و اسپورها و قطعات دریایی شامل سیست داینوفلاژله‌ها و آکریتارک‌ها و پوستة داخلی فرام می‌شود (Gotz et al. 2008). تغییرات چینه‌شناسی در نسبت ذرات قاره‌ای به دریایی، پیشروی و پس‌روی خط ساحلی را ثبت می‌کند (Wood and Gorin 1998; Tyson 1995). نسبت زیاد قطعات خشکی به قطعات دریایی در رسوبات نشان‌دهندة نزدیکی محیط رسوب‌گذاری به خشکی است (Tyson 1987; Van der zawn 1990)؛ (شکل F۷).

 

تنوع داینوسیست‌ها

تنوع گونه‌ها با شمارش تعداد گونه‌ها در هر نمونه به دست می‌آید. تنوع و تعداد پالینومورف‌های دریایی از عوامل بسیار مؤثر در تفسیر شرایط محیطی گذشته است. تنوع زیاد گونه‌ها نشان‌دهندة شرایط مطلوب برای تولید، حفظ و نگهداری داینوفلاژله‌ها در شرایط بی‌اکسیژنی و میزان رسوب‌گذاری مناسب است (Evitt 1963). معمولاً بیشترین تنوع در محیط نرتیک میانی و خارجی است و با کاهش یا افزایش عمق، میزان تنوع کاهش می‌یابد (Sluijs et al. 2005). بررسی میزان تنوع نشان‌دهندة کاهش تدریجی به سمت انتهای سازند در برش بررسی‌شده است (شکل G۷).

 

فراوانی داینوسیست‌ها

این پارامتر میزان درصد سیست‌های داینوفلاژله‌ها را در مواد آلی رسوبی مشخص می‌کند و به شرایط دریایی، عمق آب، دما، شوری و دردسترس‌بودن مواد غذایی وابسته است (Gotz et al. 2008). بررسی میزان فراوانی نشان‌دهندة کاهش فراوانی به سمت انتهای برش چینه‌شناسی بررسی‌شده است (شکل H۷).

 

نسبت داینوسیست‌های پریدینوئید به گونیالاکوئید (P/G)

این نسبت را نخستین‌بار هارلند (Harland 1973) به‌مثابة یک راهنمای احتمالی برای بررسی تغییرات میزان اکسیژن، مواد غذایی (Paleoproductivity) و تغییرات عمقی پیشنهاد داده است. دو راستة مهم از داینوفلاژله‌های حساس و غیرحساس دربرابر شرایط حفظ‌شدگی، راسته‌های پریدینوئیدها و گونیالاکوئیدها هستند. پریدینوئیدها غالباً داینوفلاژله‌های هتروتروف هستند که در مناطق با مواد غذایی فراوان و آب‌های گرم زندگی کرده و بیشتر از دیاتومه‌ها و فیتوپلانکتون‌های دیگر تغذیه می‌کنند و در شرایطی که میزان اکسیژن در محیط زیاد باشد، حفظ‌شدگی کمی از خود نشان می‌دهند؛ درمقابل این گروه، داینوفلاژله‌های اتوتروف گونیالاکوئید هستند که در مناطقی با تولید زیستی کم زندگی می‌کنند (Sluijs et al. 2005; Downie et al. 1971; Kothe 1990).

گروه گونیالاکوئید در نمونه‌های بررسی‌شده شامل جنس‌های Spiniferites، Achomosphaera، Oligosphaeridium، Homotryblium، Cleistosphaeridium، Cannosphaeropsis، Cyclonephelium، Areoligera، Glaphyrocysta،Impagidinium ، Pterodinium، Tanyosphaeridium، Systematophora، Cribroperidinium، Florentinia، Operculodinium و Subtilisphaera است. از این گروه، جنس‌های Achomosphaera و Oligosphaeridium و گونه‌های Cannosphaeropsis utinensis و Spiniferites ramosus نشان‌دهندة محیط دریای باز هستند (Schrank 1988) و گروه Areoligera شامل گونه‌های Cyclonephelium و Glaphyrocysta، در محیط دریای باز نزدیک ساحل فراوان هستند (Downie et al. 1971). فریس (Frith 1993) Areoligera sp. را به‌مثابة مشخصه‌ای از محیط‌های دریای باز در نظر گرفت که رخداد بزرگ‌ترین پیشروی را نشان می‌دهد.

جنس Cleistosphaeridium، شاخص محیط دریای باز، ولی کم‌عمق است (Jaramillo et al. 2006). بعضی از جنس‌های گروه Cribroperidinium نشان‌دهندة شرایط نرتیک داخلی (Mahmoud and Moawad 2000) و جنس‌های Cyclonephelium، Subtilisphaera و Systematophora نشان‌دهندة دریای حاشیه‌ای (ساحل و لب‌شور) هستند (Omran et al. 1990). گونة Florentinia sp. (Heimhofer et al. 2006) و جنس‌های Impagidinium و Pterodinium نشان‌دهندة محیط نرتیک خارجی و محیط اقیانوس هستند (Harland 1973; Brinkhuis 1994).

گروه پریدینوئیدهای سازند گورپی در برش بیشه‌دراز شامل جنس‌های Senegalinium، Palaeocystodinium، Phelodinium، Deflandera، Andalusiella، Cerodinium و Paleoperidinium است. جنس‌های Cerodinium، Paleoperidinium و Subtilisphaera به محیط‌های نزدیک ساحل وابسته‌اند و آب‌های لب‌شور و لاگون را نشان می‌دهند (Bujak 1984; Downie et al. 1971). جنس Deflandrea نشان‌دهندة محیط لاگون است (Downie et al. 1971) و فراوانی زیاد گروه Senegelinium با میزان بسیار مواد غذایی و تولید همراه است (Brinkhuis and Zachariasse 1988; Eshet et al. 1992; Frith 1993; Nøhr Hansen and Dam 1997) و این گروه نشان‌دهندة شرایط دریای باز و پیشروی است (Slimani et al. 2010)؛ (شکل ۶ و شکل I۷).


 

 

شکل ۶- تصاویر بعضی داینوسیست‌های شاخص محیطی؛ A.گونةPalaeocystodinium australinumاز داینوسیست‌های پریدینوئید (X 500B. گونةCerodinium diebeliiاز داینوسیست‌های پریدینوئید (X 700C.گونةImpagidinium patulum از داینوسیست‌های گونیالاکوئید (X 700D. گونةAchomosphaera sp از داینوسیست‌های گونیالاکوئید (X 500).

 


تحلیل یافته‌های پژوهش

در ابتدای سازند گورپی نسبت زیادی از فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها به همراه نسبت زیادی از مواد آمورف شفاف به تیره و پالینومسرال‌های تیرة هم‌بعد مشاهده می‌شود و برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع VII است که محیط دور از ساحل با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن (Distal dysoxic- annoxic shelf) را نشان می‌دهد. این روند پس از ۵۰ متر از قاعدة سازند افزایش می‌یابد؛ به‌طوری که در ۵۷متری از قاعدة سازند نسبت پالینومورف‌های دریایی به مواد آمورف به بیشترین میزان خود می‌رسد که نشان‌دهندة میزان رسوب‌گذاری مناسب در شرایط بی‌اکسیژنی است و برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع IV را نشان می‌دهد که بیان‌کنندة محیط دریایی باز و کم‌عمق (Shelf to basin transition) است. دوباره پس از این متراژ، کاهشی از مواد آمورف شفاف و افزایش پالینومسرال‌های تیره‌رنگ مشاهده می‌شود که این شرایط همراه با کاهش تنوع و فراوانی پالینومورف‌های دریایی به‌ویژه داینوسیست‌های پریدینوئید نشان‌دهندة چرخش اکسیژن در رسوبات در زمان بالاآمدگی سطح آب است و برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع II (محیط حاشیة حوضه) را نشان می‌دهد.

روی این طبقات شیل آهکی، بخش آهکی سیمره قرار گرفته است. این عضو آهکی به‌صورت وسیعی در قسمت غربی حوضة لرستان دیده می‌شود. نهشته‌های مربوط به ۱۵ متر اول از بخش آهکی سیمره (لوفا) در برش بررسی‌شده حاوی خرده‌های فسیلی از خارپوست‌ها، دوکفه‌ای‌هایی چون لوفا، گریفه‌آ و فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک، بریوزوآ و... به‌صورت یک لایة متراکم دیده می‌شود که نشانة تشکیل این بخش در اعماق کم و محیط پرانرژی و اکسیژن‌دار است؛ اما فرم عدسی‌شکل عضو آهکی سیمره (لوفا)، وجود خرده‌های ماکروفسیلی در زمینه‌ای از رسوبات تخریبی سست و در جهات مختلف به‌صورت خردشده، همگی نشان‌دهندة نابرجابودن این عضو است (Zareiand Ghaseminejad 2013; Hematinasab et al. 2008).

فونای شبیه به عضو آهکی لوفا از جنوب شرق ترکیه و شمال شرق عراق (سازند آکرا) نیز گزارش شده است که به‌صورت خطی از جنوب شرق ترکیه و شمال شرق عراق شروع می‌شود و تا قسمت جنوبی حوضة لرستان ادامه می‌یابد و به‌تدریج به سمت جنوب لرستان از ضخامت و تنوع فونا کاسته می‌شود؛ به‌طوری که در خوزستان، هیچ فونای مشابهی دیده نمی‌شود. شاید بتوان عضو آهکی لوفا را متأثر از یک برجستگی یا بالاآمدگی حوضه در زمان انتهای کمپانین در نظر گرفت که براثر حرکات فشارشی ناشی از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس، حوضه به‌تدریج چین می‌خورد و بالاآمدگی یا forland bluge را ایجاد می‌کند. ریزش این قطعات دوکفه‌ای از سطح بالاآمدگی حوضه یا forland bluge باعث ایجاد فراوانی و تراکم زیاد دوکفه‌ای‌ها در جهات مختلف در زمینه‌ای از گل می‌شود (Zarei and Ghaseminejad 2013). چنین روندی با نظر اُزر و همکاران (Ozar et al. 2012) در جنوب شرق ترکیه، کریم و همکاران (Karim et al. 2006) و کریم و سورداشی (Karim and Surdashy 2005, 2006) در شمال شرق عراق منطبق است. آنها حضور نمونه‌های مشابه عضو آهکی لوفا را در جنوب شرق ترکیه و شمال شرق عراق به یک بالاآمدگی تکتونیکی یاforland bluge  نسبت داده‌اند که در طول حاشیة پلیت عربی از ترکیه به سمت ایران کشیده شده است و معتقدند این بالاآمدگی براثر بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس و فاز فشارشی ناشی از تشکیل حوضة فورلند (Forland) در زمان انتهای کمپانین است (Zarei and Ghaseminejad 2013).

حضور دوکفه‌ای‌های ریز در شیل‌های سیاه‌رنگ قسمت فوقانی عضو آهکی لوفا دارای نسبت زیادی از پالینومورف‌های خشکی به دریایی به‌ویژه پالینومسرال‌های قهوه‌ای تیغه‌ای به اپک به همراه کم‌بودن فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها نشان‌دهندة پایین‌بودن سطح آب است که به‌تدریج با افزایش نسبت مواد آمورف شفاف به تیره و افزایش پالینومورف‌های دریایی به‌ویژه نسبت پریدینوئید به گونیالاکوئید بیان‌کنندة افزایش نسبی سطح آب و افزایش شرایط برای تولید مواد آلی است و برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع IX است که محیط دور از ساحل با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن را (Distal suboxic- anoxic basin) نشان می‌دهد. این شرایط تا عضو آهکی امام حسن تداوم دارد. در این عضو آهکی نسبت پالینومسرال‌های هم‌بعد اپک افزایش می‌یابد و مواد آمورف تیره‌رنگ نسبت به شفاف افزایش چشمگیری را نشان می‌دهد. کاهش نسبی نسبت پالینومورف‌های دریایی به مواد آمورف و کاهش نسبت داینوسیست‌های پریدینوئید به گونیالاکوئید و حضور داینوسیست‌های گونیالاکوئیدهای شاخص محیط عمیق مانندSpiniferits sp  و Achomosphaera neptunii، درمجموع بیان‌کنندة میزان کم رسوب‌گذاری در شرایط بالاآمدگی سطح آب است.

پس از عضو آهکی امام حسن در نمونة ۳۲ در ۱۴۸متری از قاعدة سازند، افزایش فرم‌های خشکی به دریایی به‌ویژه پالینومسرال شفاف تیغه‌ای به تیره‌رنگ و کاهش مواد آمورف شفاف به تیره‌رنگ در برش بررسی‌شده نشان‌دهندة کاهش عمق است و برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع VI (محیط نزدیک ساحل با اکسیژن کم یا بدون اکسیژن Proximal suboxic- anoxic shelf) را نشان می‌دهد؛ به‌طوری که در نمونة ۴۰ در ۱۶۸متری از قاعدة سازند، افزایشی از پالینومورف‌های دریایی دیده می‌شود. افزایش مواد آمورف شفاف به تیره، افزایش فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها و حضور داینوسیست‌های شاخص محیط عمیق بیان‌کنندة افزایش نسبی سطح آب است که برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع V است که محیط دور از ساحل (Mud-dominated oxic shelf “distal shelf”) را نشان می‌دهد. به‌تدریج کاهش در تنوع و فراوانی داینوسیست‌ها و افزایش پالینومسرال‌های تیره‌رنگ دیده می‌شود. این شرایط منطبق با پالینوفاسیس نوع IV است که محیط دریای باز و کم‌عمق (Shelf to basin transition) را نشان می‌دهد و به سمت بالای برش به پالینوفاسیس نوع VII و سپس به پالینوفاسیس نوع VI - بیان‌کنندة محیط تقریباً دور از ساحل با اکسیژن کم - تبدیل شده است.

با ظهور داینوسیست‌های شاخص دانین شامل Carpatella cornuta در نمونة ۵۶، کاهش واضحی از فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها و نسبت زیادی از پالینومسرال‌های خشکی دیده می‌شود و برمبنای نمودار تایسون، پالینوفاسیس نوع II دیده می‌شود که نشان‌دهندة محیط حاشیة حوضه با اکسیژن کم تا بدون اکسیژن (Marginal dysoxic- anoxic basin) است.

بررسی‌های فسیل‌شناسی، رسوب‌شناسی و مشاهدات صحرایی در این پژوهش، وقفه‌ای رسوبی را در گذر از مرز کرتاسه– پالئوژن در این برش نشان می‌دهد. زمینه‌ای سخت (Firmground) تشکیل‌شده در انتهای مائستریشتین براثر این وقفة رسوبی به فراوانی حاوی اثر فسیل‌ها و آثار آشفتگی زیستی است. این اثر فسیل‌ها به‌طور عمده به ایکنوجنس تالاسینوئید (Thalassinoides) متعلق است؛ همچنین ایکنوجنس زئوفیکوس (Zoophycos) به میزان کمتر در این زمینه دیده می‌شود که این ایکنوجنس به اثر رخساره‌ای گلوسیفونجیتس (Glossifungites) متعلق است.

تیلور و همکاران (Tylor et al. 2003) بیان می‌کنند بسترهای نرم (Soft Gound) بیشتر نشان‌دهندة سطح بیشینة غرقابی (MSF) و بسترهای سخت (Firmground) نشان‌دهندة نبود رسوب‌گذاری است که معمولاً ایکنوفاسیس وابسته به بستر گلوسیفونجیتس دارند. شواهد لیتولوژیکی و پالینولوژیکی (افزایش تنوع و فراوانی داینوسیست‌ها و مواد آمورف شفاف) در انتهای سازند گورپی بیان‌کنندة افزایش تدریجی عمق تا شروع شیل‌های ارغوانی‌رنگ سازند پابده است.

 

تطابق منحنی تغییرات سطح آب با منحنی‌های تغییرات سطح آب جهانی

برای مقایسة منحنی به‌دست‌آمده از برش بررسی‌شده با منحنی‌های تغییرات سطح آب جهان لازم است نخست منحنی تغییرات عمق برمبنای بررسی‌های پالینولوژیکی ترسیم و سپس منحنی حاصل در کنار ستون چینه‌شناسی و درمقابل زمان قرار گیرد تا اثر تغییرات میزان رسوب‌گذاری یا فشردگی رسوبات از این منحنی حذف شود. برای انجام این کار به چهارچوب زمانی نیاز است. در این پژوهش برای رسم این چهارچوب از بایوزون‌ها داینوسیست‌ها استفاده شده است. منحنی تغییرات سطح آب به‌دست‌آمده از برش بررسی‌شده برمبنای پالینومورف‌ها با منحنی تغییرات سطح آب به‌دست‌آمده برمبنای فرامینیفرهای پلانکتون امیری (Amiri 2019) و همچنین با منحنی‌های ائوستازی که حق و همکاران (Haq & Qahtani 2005) و اسندن و همکاران (Snedden & Liu 2010) منتشر کردند، انطباق داده شد. انطباق نسبتاً خوب منحنی تغییرات سطح آب با منحنی‌های تغییرات سطح آب جهانی موجود، نشان‌دهندة تأثیرپذیری زیاد این نهشته‌ها در زمان رسوب‌گذاری سازند گورپی در منطقة پژوهش از تغییرات سطح آب جهانی است و تفاوت در بعضی قسمت‌ها ازجمله ابتدای کامپانین فوقانی ناشی از رویدادهای محلی و فعالیت‌های تکتونیکی ناشی از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس و میزان رسوب‌گذاری است (شکل J۷ و ۸).


 

شکل 7- نمایش منحنی تغییرات عوامل مؤثر بر تفسیر محیط رسوبی دیرینه و منحنی تغییرات سطح آب سازند گورپی در برش بیشه‌دراز؛ A. پالینوفاسیس؛ B. نسبت پالینومسرال‌های همبعد به تیغه‌ایشکل؛ C. نسبت پالینومسرال‌های قهوه‌ای به اپک؛ D. نسبت مواد آمورف شفاف به تیره؛ E. نسبت مواد آمورف به پالینومورف‌های دریایی؛ F. تنوع داینوسیستها؛ G. فراوانی داینوسیستها؛ H. نسبت قطعات خشکی به دریایی؛ I. نسبت داینوسیست‌های پریدینوئید به گونیالاکوئید؛ J. منحنی تغییرات سطح آب در برش بررسی‌شده

 

شکل 8- تطابق منحنی تغییرات سطح آب؛ A. منحنی تغییرات سطح آب سازند گورپی در برش بیشه‌دراز برمبنای پالینومورف‌ها؛ B. منحنی تغییرات سطح آب جهانی (Snedden and Liu 2010)؛ C. منحنی تغییرات سطح آب صفحة عربی (Haq and Qahtani 2005D. منحنی تغییرات سطح آب سازند گورپی در برش بیشه‌دراز برمبنای فرامینیفرهای پلانکتون (Amiri 2019).

 

 

جدول 1- داده‌ها و محاسبات استفاده‌شده در بررسی نوسانات سطح آب سازند گورپی درمنطقة پژوهش

 

 


نتیجه‌

تعیین محیط دیرینة سازند گورپی در برش بیشه‌دراز با استفاده از مطالعات پالینوفاسیسی و نسبت پریدینوئید به گونیالاکوئید و فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها و فاکتورهای حفاظت از مواد آلی انجام شد. این بررسی‌ها نشان داد از ابتدای سازند گورپی تا لایه‌های شیل‌های آهکی قسمت زیرین بخش آهکی سیمره (لوفا)، نسبت زیادی از فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها به همراه نسبت زیادی از مواد آمورف شفاف به تیره و پالینومسرال‌های تیرة هم‌بعد دیده می‌شود که بیان‌کنندة میزان رسوب‌گذاری مناسب در شرایط بی‌اکسیژنی در یک محیط دریایی باز است. روی این طبقات شیل آهکی، بخش آهکی سیمره قرار گرفته است؛ این بخش حاوی خرده‌های فسیلی از خارپوست‌ها، دوکفه‌ای‌هایی چون لوفا، گریفه‌آ و فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک، بریوزوآ و... به‌صورت لایه‌ای متراکم است که تشکیل این بخش را در اعماق کم و محیط پرانرژی و اکسیژن‌دار نشان می‌دهد؛ اما فرم عدسی‌شکل عضو آهکی سیمره (لوفا)، وجود خرده‌های ماکروفسیلی در زمینه‌ای از رسوبات تخریبی سست و در جهات مختلف به‌صورت خردشده، همگی بیان‌کنندة نابرجابودن این عضو است. عضو آهکی سیمره احتمالاً براثر حرکات فشارشی ناشی از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در زمان انتهای کمپانین ایجاد می‌شود. این شرایط به ریزش این قطعات دوکفه‌ای از سطح بالاآمدگی حوضه یا forland bluge و فراوانی و تراکم زیاد دوکفه‌ای‌ها در جهات مختلف در زمینه‌ای از گل می‌انجامد.

حضور دوکفه‌ای‌های ریز در شیل‌های سیاه‌رنگ قسمت فوقانی عضو آهکی لوفا دارای نسبت زیادی از پالینومورف‌های خشکی به دریایی به‌ویژه پالینومسرال‌های قهوه‌ای تیغه‌ای به اپک به همراه کم‌بودن فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها نشان‌دهندة پایین‌بودن سطح آب است که به‌تدریج با افزایش نسبت مواد آمورف شفاف به تیره و افزایش پالینومورف‌های دریایی به‌ویژه نسبت پریدینوئید به گونیالاکوئید بیان‌کنندة افزایش نسبی سطح آب تا عضو آهکی امام حسن است؛ اما دوباره پس از عضو آهکی امام حسن در مارن‌های آهکی تیره‌رنگ، کاهش عمق و پس‌روی دیده شد. در نزدیکی مرز کرتاسه– پالئوژن، کاهش واضحی از فراوانی و تنوع داینوسیست‌ها و نسبت زیادی از پالینومسرال‌های خشکی دیده شد که نشان‌دهندة پس‌روی و پایین‌رفتن سطح آب است.

بررسی‌های فسیل‌شناسی، رسوب‌شناسی و مشاهدات صحرایی در این پژوهش، وقفه‌ای رسوبی را در گذر از مرز کرتاسه– پالئوژن در این برش نشان می‌دهد. پس از مرز برمبنای شواهد لیتولوژیکی و شواهد پالینولوژیکی (افزایش تنوع و فراوانی داینوسیست‌ها و مواد آمورف شفاف) تا شیل‌های ارغوانی‌رنگ سازند پابده پیشروی و بالاآمدگی سطح آب مشاهده می‌شود. انطباق نسبتاً خوب منحنی تغییرات سطح آب با منحنی‌های تغییرات جهانی سطح آب موجود نشان‌دهندة تأثیرپذیری زیاد این نهشته‌ها در زمان رسوب‌گذاری سازند گورپی در منطقة پژوهش از تغییرات ائوستازی است و تفاوت در بعضی قسمت‌ها ازجمله ابتدای سازند در ابتدای کامپانین فوقانی ناشی از رویدادهای محلی و فعالیت‌های تکتونیکی ناشی از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس و میزان رسوب‌گذاری است.

Askin R.A.and JacobsonS.R. 2003.Palynology, Encydopeda of Physical Science and Technology (Third Edithion), 563-578 p.
Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304: 1-20 p.
Abrari N. and Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. Seyrafian A. 2012. Biostratigraphy and Palaeobathymetry of Gurpi Formation in southwest Firozabad area. Iranian Journal of Geology, 5(17): 49-60.
Amiri F. 2019. Biostratigraphy and Pleoecology of the Gurpi Formation at Bishe-Deraz section, south of Ilam province, M.SC thesis, Damghan University, School of Earth Sciences, 98 p.
Bujak J.P. 1984. Cenozoic dinoflzgellate cysts and acritarch from the Bering Sea and northern North Pacific, DSDP Leg 19. Micropaleontology, 30: 180-212.
Boulter M.C. and Riddick A. 1986. Classification and analysis of palynodebris from thePalaeocene sediments of the Forties Field. Sedimentology, 33: 871-886.
Brinkhuis H. and Zachariasse W.J. 1988. Dinoflagellate cysts, sea level changes and planktonic foraminifers across the Cretaceous/Tertiary boundary at El Haria, northwest Tunisia. Marine Micropaleontology, 13: 153-191.
Brinkhuis H. 1994. Late Eocene to Early Oligocene dinoflagellate cysts from the Priabonian type – area (Northeast Italy): biostratigraphy and paleoenvironmental interpretation. Palaeogeography Palaeoclimatology, Palaeoecology, 107: 121-163.
Bombardiere L. and Gorin G.E. 2000. Stratigraphical and lateral distribution of sedimentary organicmatter in upper Jurassic carbonates of SE France. Sedimentary Geology, 132: 177-203.
Combaz A. 1964. Les palynofacies. Revue de Micropaleontologie, 7: 205-218.
Downie C. Hussain M. and Williams G.L. 1971. Dinoflagellate cyst and acritarch associationsin the Paleogene of southeast England. Geoscience and Man., 3: 29-35.
Evitt W.R. 1963. A discussion and proposal concerning fossil dinoflagllates hystrichospheres, and acritarches, 320 p.
Eshet Y. Moshkovitz S. Habib D. Benjamini C. and Margaretz M. 1992. Calcareous nannofossil and dinoflagellate stratigraphy across the Cretaceous/Tertiary boundary at Hor Hahar, Israel. Marine Micropaleontology, 18: 199-228.
Frith J.V. 1993. Dinoflagellate assemblages and sea level fluctuations in the Maastrichtian of southwest Georgia. Review of Palaeobotany and Palynology, 79: 179-204.
Ghavidel-Syooki M. 1993. An Introduction to the Palynology and Palaeopalynology Principles of Palaeozoic, Mesozoic sedimentary strata and Its Application in Oil, Gas and Coal Exploration, National Iranian Oil Company, 552p.
Ghasemi-Nejad E. Hobbi M.H. and Schiøler P. 2006. Dinoflagellate and foraminiferal biostratigraphy of Gurpi Formation (upper Santonian – upper Maastrichtian) Zagros Mountains, Iran. Cretaceous Research, 24(6): 828-835.
Götz A.E. Feist-burkhardt S. and Ruckwied K. 2008. Palynofacies and sea-level changes in the Upper Cretaceous of the Vocontian Basin, southeast France. Cretaceous Research, 29(5-6): 1047-1057.
Harland R. 1973. Dinoflagellate cysts and acritarchs from the Bearpaw Formation (Upper Campanian) of southern Alberta, Canada. Palaeontology, 16: 665-706.
Haq B.U and Al-Qahtani A.M. 2005. Phanerozoic cycles of Sea-Level changes on the Arabian platform. GeoArabia, 10: 127-160.
Heimhofer U. Hochuli P.A. Herrle J.O. and Weissert H. 2006. Contrasting origins of Early Cretaceous black shales in the Vocontian Basin: Evidence from palynological and calcareous nannofossil records. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 235(1): 93-109.
Hemmati-Nasab M. Ghasemi-Nejad A. and Darvish-Zadeh B. 2008. Palaeobathymetry of the Gurpi Formation based on planktonic and benthic Foraminifera. Journal of Sciences, University of Tehran, 34(1): 157-173.
Jaramillo C.A. Rueda M.J. and Mora G. 2006. Cenozoic plant diversity in the Neotropics. Science, 311(5769): 1893-1896.
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of the Iranian oil consortium.
Karim K. H. and Surdashy A. M. 2005. Tectonic and depositional history of Upper Cretaceous Tanjero Formation in Sulaimanyia area, NE-Iraq. JZS, 8(1):47-62.
Karim K. H., and Surdashy A. M., 2006. Sequence stratigraphy of Upper Cretaceous Tanjero Formation in Sulanmaniya area, NE-Iraq. KAJ, 4(1):19-43.
Karim K. H. Sharbazery K. and Ameen B. M. 2006. Stratigraphic study of the contact between Kometan and Shiranish Formation (Upper Cretaceous) from Sulaimanyia Governorate, Kurdistan Region, NE-Iraq. Iraqi Geological Journal, 1(39):
Kothe A. 1990. Paleogene dinoflagellates from northwest Germany. Geologisches Jahrbuch, 111-118 p.
Motiei H. 1994. Stratigraphy of Zagros, A Publication of the Geological Survey of Iran, 583p.
Mahmoud M.S. and Moawad A.R.M. 2000. Jurassic-Cretaceous (Bathonian to Cenomanian) palynology and stratigraphy of the West Tiba-1 borehole, northern Western Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 30(2): 401- 416.
Nøhr-Hansen H. and Dam G. 1997. Palynology and sedimentology across a new marine Cretaceous/Tertiary boundary section: Nuussuaq, West Greenland. Geology, 25: 851-854.
Omran A.M. Soliman H.A. and Mahmoud M.S. 1990. Early Cretaceous palynology of three boreholes from Northern Western Desert (Egypt). Review of Palaeobotany and Palynology, 66: 293-312.
Ozer S. Karimi K.H. and Khazaei A. R. 2012. The Campanian- Maastrichtian sequence along the Zagros belt (SE Turky- NE Iraq –SW Iran): Stratigraphy, Depositional setting and Paleogeography. 65th Geological congress of Turkey
Rabbani J. Ghasemi-Nejad A. and Amini A. 2010. Palynostratigraphy and sequence stratigraphy of the Gurpi Formation in Darreh-shahr section, southeast of Ilam. Iranian Journal of Geology, 3(10): 3-13.
Schrank E. 1988. Effects of chemical Processing on the preservation of peridinioid dinoflagellate: A case from the Late Cretaceous of NE Africa. Review of Palaeobotany and Palynology, 56: 123-140.
Schiøler P. 2002. Palynofacies and Sea-level changes in the middle Coniacian-Late Campanian (Late Cretaceous) of the East Coast Basin, New Zealand. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 188: 101-125.
Sluijs A. Pross J. and Brinkhuis H. 2005. From greenhouse to icehouse organic – walled dinoflagellate cysts as Paleoenvironmental indicators in the Paleogene. Earth Science Reviews, 68: 281-315.
Snedden J.W and Liu C. 2010. Recommendations for a uniform chronostratigraphic designation system for Phanerozoic depositional sequence. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 95(7): 1095-1122.
Slimani H. Louwye S. and Tufiq. A. 2010. Dinoflagellate Cyst from the Cretaceous – Palaeogene boundry at Ouled Haddou, southern Rif, Morocco: Biostratigraphy, Paleonvironments and Paleobiogeography. Palynology, 34(1): 90-124.
Senemari S. 2013. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in southeast of Shiraz. Journal of Sedimentary Facies, 5(1): 75-84.
Tyson R.V. 1987. The genesis and palynofacies characteristics of marine petroleum source rocks. In: Brooks J. Fleet A.J. (Eds.), Marine Petroleum Source Rocks, Geological Society Special Publication, 26: 47- 67.
Tyson R.V. 1993. Palynofacies analysis. Applied Micropaleontology, 153-191 p.
Tyson R.V. 1995. Sedimentary Organic Matter: Organic Facies and Palynofacies.Chapman & Hall, London, 615 p.
Taylor A.M. and Goldring R.S. 2003. Analysis and application of Earth – Science Review, 60: 227-259.
Traverse A. 2007. Paleopalynology. Second Edition, Springer, 813 p.
Van Der Zwan C.J. 1990. Palynostratigraphy and palynofacies reconstruction of the Upper Jurassic to Lowermost Cretaceous of the Dra field, offshore Mid Norway. Review of Palaeobotany and Palynology, 62:157-186.
Van Waveren I. and Visscher H. 1994. Analysis of the composition and selective preservation of organic matter in surfical deep – sea sediment from ahighproductivityarea(Banda Sa, Indonesia).Palaeogeogrphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 112: 85-111.
Wood S.E. and Gorin G.E. 1998. Sedimentary organic matter in distal clinoforms of Miocene slope sediments: Site 903 of ODP Leg 150, offshore New Jersey(U.S.A.).Journal of Sedimentary Research, 68: 856-868.
Zarei E. and Ghasemi-Nejad A. 2012. Qualitative and quantitative assessment of organic matter from two sections of Gurpi Formation in Lorestan provice, Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 29(4): 1-16.
Zarei E. and Ghasemi-Nejad E. 2013. Sequence stratigraphy of the Gurpi Formation (Campanian – Maastrichtian) in Southwest of Zagros, Iran based on palynomorphs and foraminifera. Arabian journal and Geoscience
Zonneveld K. Versteegh G. and Lange G. 1997. Preservation of organic-Walled dinoflagellate cyst in defferent oxygen regies: a 1000 year natural experiment. Marine Micropaleontology, 29: 393-405.